Metodo Magnetico 2

5. Método magnético Historia La ciencia del magnetismo inició en el año 1600. En este año el inglés William Gilbert nacido en 1544 (fallecido en 1603) publicó el libro 'De Magnete', que es una compilación de todos los conocimientos ya existentes en el siglo 16 acerca del magnetismo. En esta publicación Gilbert estableció el concepto de un campo geomagnético general con una orientación definida en cada lugar de la superficie terrestre. A fines del siglo 16 la observación de anomalías locales en la orientación del campo geomagnético fue conocida y empleada en la prospección de minerales férricos. En 1870 Thalen y Tiberg construyeron un magnetómetro para determinaciones relativas, rápidas y exactas de las intensidades horizontal y vertical de la declinación por medio de los métodos del seno y de la tangente. El método magnético se empleó en gran escala en el estudio de estructuras geológicas, cuando en 1914 y 1915 Adolf Schmidt construyó la balanza de precisión vertical, también llamada variómetro del tipo Schmidt. Desde 1902 Adolf Schmidt, nacido 1860 en Breslau y fallecido 1944 en Gotha dirigió el observatorio magnético de Potsdam como director. La balanza vertical se constituye de una aguja magnética orientada horizontalmente en la dirección Este Oeste y oscilante sobre cuchillas de ágata o bien de cuarzo. Este variómetro permite la medición del campo vertical y su variación local en dimensiones de 1 gamma y por lo tanto este instrumento es suficientemente preciso para ser empleado en las exploraciones mineras.

Figura: Principio de la magnetometría

Aplicaciones El método magnético es el método geofísico de prospección más antiguo aplicable en la prospección petrolífera, en las exploraciones mineras y de artefactos arqueológicos. En la prospección petrolífera el método magnético entrega informaciones acerca de la profundidad de las rocas pertenecientes al basamento. A partir de estos conocimientos se puede localizar y definir la extensión de las cuencas sedimentarias ubicadas encima del basamento, que posiblemente contienen reservas de petroleo.

Aún no siempre con éxito se lo aplica en el levantamiento de la topografía del basamento, que puede influir la estructura de los sedimentos superpuestos. Se lo emplea en la delineación de depósitos magnéticos intrasedimentarios como rocas subvolcánicas e intrusiones emplazadas en somera profundidad, que cortan la secuencia sedimentaria normal. Como las rocas sedimentarias generalmente ejercen un efecto magnético desapreciado en comparación con el efecto magnético generado por las rocas ígneas la mayoría de las variaciones de la intensidad magnética medidas a la superficie terrestre resulta de cambios litológicos o topográficos asociados con rocas ígneas o con rocas del basamento. El desarrollo reciente de magnetómetros de alta precisión posibilita ahora la definición de pequeñas repuestas magnéticas de alta frecuencia y la detección de variaciones muy pequeñas de la intensidad magnética, que podrían ser relacionadas con variaciones diminutas en el carácter magnético de rocas sedimentarias yacentes en profundidad somera con respecto a la superficie terrestre. Las variaciones magnéticas muy pequeñas en el contenido en minerales magnéticos se refieren a valores alrededor de 0,1 gamma. En las exploraciones mineras se aplica el método magnético en la búsqueda directa de minerales magnéticos y en la búsqueda de minerales no magnéticos asociados con los minerales, que ejercen un efecto magnético mensurable en la superficie terrestre. Además el método magnético se puede emplear en la búsqueda de agua subterránea. Por medio de estudios aeromagnéticos se puede localizar zonas de fallas, de cizallamiento y de fracturas, que pueden albergar una variedad grande de minerales y dirigir a una mineralización epigenética, relacionada con estress de las rocas adyacentes. El conocimiento de sistemas de fracturas y de acuíferos en rocas solidificadas cubiertas por una capa de depósitos aluviales puede facilitar la búsqueda y explotación de agua subterránea. A través del método magnético se puede levantar las discordancias y las superficies terrestres antiguas ahora cubiertas por rocas más jóvenes con el fin de explorar minerales detríticos y/o minerales de uranio relacionados con discordancias. Hasta el medio de la quinta década de este siglo prácticamente solo se llevaron a cabo los métodos magnéticos de exploración en la superficie terrestre. Hoy día en la prospección petrolífera se emplean casi exclusivamente magnetómetros instalados en aviones y en barcos. En los estudios de reconocimiento de depósitos minerales se emplean magnetómetros aeroportados. Alcance del método magnético Las anomalías magnéticas detectadas a través de estudios magnéticos en terreno se explican con variaciones en las propiedades físicas de las rocas como la susceptibilidad magnética y/o la imantación remanente de las rocas. Estas propiedades físicas solo existen a temperaturas debajo de la temperatura de Curie. En consecuencia los generadores de las anomalías magnéticas podemos hallar hasta una profundidad máxima de 30 a 40 km. Modelo de un dipolo magnético El campo geomagnético se describe en una aproximación por un dipolo magnético ubicado en el centro de la tierra, cuyo eje está inclinado con respecto al eje de rotación de la tierra. El dipolo está dirigido hacia el

Sur, de tal modo en el hemisferio Norte cerca del polo Norte geográfico se ubica un polo Sur magnético y en el hemisferio Sur cerca del polo Sur geográfico se ubica un polo Norte magnético. Por convención se denomina el polo magnético ubicado cerca del polo Norte geográfico polo Norte magnético y el polo magnético situado cerca del polo Sur geográfico polo Sur magnético.

Una aproximación satisfactoria a la forma del campo geomagnético es un dipolo ubicado en el centro de la tierra con las coordenadas geográficas siguientes correspondientes a las intersecciones del eje dipolar con la superficie: La intersección boreal del eje dipolar con la superficie terrestre: latitud = 79ºN, longitud = 290ºE (=70ºW). La intersección austral del eje dipolar con la superficie terrestre: latitud = 79ºS, longitud = 110ºE. Las coordenadas geomagnéticas Por la inclinación del eje dipolar geomagnético con respecto al eje de rotación de la tierra los sistemas de coordenadas geográficas y geomagnéticas no coinciden. Las coordenadas geomagnéticas para un lugar en la superficie terrestre se calcula de modo siguiente conociendo las coordenadas geográficas del lugar en cuestión y de las intersecciones boreal o austral respectivamente.

Debido a la inclinación del eje dipolar con respecto al eje de rotación lugares de muy diferentes latitudes geográficas pueden ubicarse en la misma latitud geomagnética.

Componentes del campo geomagnético

Variaciones del campo geomagnético

1: Depende de variaciones espaciales en el campo electromagnético introducido en corteza terrestre por descarga troposférica (troposfera 0-10km). 2: El gradiente geotérmico depende del lugar. En una zona de subducción en la zona del hundimiento de la placa el gradiente es mucho menor en comparación al gradiente geotérmico establecido en el arco magmático, donde el gradiente geotérmico puede alcanzar a T = 100°C/km. El gradiente geotérmico causado por un metamorfismo de soterramiento en una cuenca sedimentaria es alrededor de 10°C/km. Un valor medio es 30°/km. La temperatura de Curie para magnetita es T = 573°C.

Unidades de la intensidad magnética En la magnetometría se emplean varias unidades: 1Oersted

=

1Gauss

=

105gamma

=

105nT

(T

=

Tesla).

1gamma

=

10-9T

=

1nT.

La unidad Gauss se introdujeron en honor al matemático alemán Carl Friedrich Gauss, nacido 1777 en Braunschweig, fallecido 1855 en Göttingen. Gauss desarrolló el método para la determinación absoluta del campo geomagnético y inició la observación del campo geomagnético en intervalos regulares. Las unidades Gauss y gamma son las unidades del sistema cgs, la unidad nT es la unidad del sistema SI. Los geofísicos prefieren emplear el parámetro 'intensidad del campo magnético H' en vez del parámetro 'inducción o densidad del flujo B'. Se puede substituir uno de estos parámetros por el otro, porque la

permeabilidad del aire varía solo poco de la permeabilidad del vacío. La densidad del flujo B de un campo magnético está relacionada con la intensidad magnética H como sigue: B = µ0 x H, donde µ0 = permeabilidad del vacío = 1,25 x 10-6 Vs/Am. La permeabilidad se refiere a la facilidad, que ofrece un cuerpo al paso del flujo magnético. A partir del año 1930 la unidad cgs de la intensidad magnética del campo H se debería denominar Oersted (1Oersted = 1cm-1/2g1/2s-1), pero los geofísicos siguen empleando la unidad Gauss para la intensidad magnética. La unidad comúnmente empleada es gamma, introducida 1896 por M. ESCHENHAGEN como esta unidad es útil para expresar las variaciones pequeñas del campo magnético. Susceptibilidad magnética Para un campo magnético homogéneo externo H y un material capaz de ser imantado y situado en este campo externo de tal modo, que la normal a su superficie forma un ángulo q con el campo externo, se definen la intensidad de magnetización I del material como sigue: I = kappa x H x cosq donde kappa = constante de proporcionalidad denominada susceptibilidad magnética del material, es cero en el vacío.En el caso que el campo externo está normal a la superficie la formula se reduce de la manera siguiente: I = kappa x H. Valores de la susceptibilidad magnética se presenta en lo siguiente. Tabla de valores de la susceptibilidad magnética kappa para algunos minerales y rocas de DOBRIN (1988), p.650:

Nótese, que los valores de la intensida magnética del campo externo aplicado varían para las distintas muestras de la tabla. El promedio de la intensidad total del campo geomagnético es aproximadamente 0,5Gauss o 0,5Oersted respectivamente. Como supuestamente el magnetismo de la mayoría de las rocas se debe a su contenido en magnetita SLITCHER propuso calcular la susceptibilidad magnética de una roca multiplicando el porcentaje de volumen de la magnetita en la roca con la susceptibilidad magnética de magnetita (k = 0,3 en unidades cgs). STEARN (1929) ha publicado el contenido en magnetita e ilmenita en % de varios tipos de rocas y sus susceptibilidades magnéticas aportadas por magnetita e ilmenita y calculadas según el método de SLITCHER. Los promedios de porcentaje de volumen en magnetita e ilmenita y de las susceptibilidades magnéticas de varios tipos de rocas están expuestos en la tabla siguiente según SLICHER, L.B. & STEARN, H.H. (1929): Geophysical Prospecting. - Am. Inst. Mining Met. Engrs., Trans. en DOBRIN (1988), p.651.

En esta tabla se aprecia claramente el aporte de la magnetita a la susceptibilidad magnética de una roca. Comparando los valores calculados y medidos de la susceptibilidad magnética de los mismos tipos de rocas (véase las dos tablas anteriores) se nota pocas coincidencias. En el caso de las dos tablas faltan informaciones sobre la cantidad de muestras calculadas y medidas y los errores inherentes lo que se opone a una evaluación de la calidad de los datos. La susceptibilidad magnética de una roca depende en primer lugar de su contenido en magnetita y/o piritina, ilmenita juega un papel menos importante, aun puede influir la susceptibilidad magnética de una roca.

Comportamiento de distintos materiales situados en un campo externo Se distingue los materiales siguientes según su comportamiento poniéndolos en un campo externo:

1) Materiales diamagnéticos

2) Materiales paramagnéticos 3) Materiales ferromagnéticos ● ferromagnéticos verdaderos ● antiferromagnéticos ● ferrimagnéticos 1) Los materiales diamagnéticos están caracterizados por susceptibilidades magnéticas negativas, lo que significa, que la imantación inducida en ellos está orientada en sentido opuesta con respecto al campo externo aplicado. Las susceptibilidades magnéticas de la mayoría de los materiales diamagnéticos no dependen de la temperatura. Solo las susceptibilidades magnéticas de antimonio y bismuto varían a T = 180ºC. Materiales diamagnéticos son entre otros las sales, la anhidrita, cuarzo, feldespato y grafito. El diamagnetismo se basa en el movimiento de un electrón alrededor de su núcleo generando una corriente de poca intensidad. El momento magnético (o espín) es un vector, que en presencia de un campo magnético externo toma un movimiento de precesión alrededor de este campo externo. Este movimiento periódico adicional del electrón produce un momento magnético orientado en sentido opuesto con respecto al campo aplicado. El diamagnetismo puro sólo aparece si los momentos magnéticos de los átomos son nulos en ausencia de un campo exterior como en los átomos o iones que poseen capas electrónicas completas.

2) Los materiales paramagnéticos son ligeramente magnéticos, caracterizados por susceptibilidades magnéticas pequeñas positivas. En los materiales paramagnéticos la susceptibilidad magnética es inversamente proporcional a la temperatura absoluta según la Ley de Curie. La mayoría de los componentes formadores de las rocas como por ejemplo los silicatos comunes son para- o diamagnéticos. Los granos de materiales para- y diamagnéticos tienden alinearse con sus ejes longitudinales transversal- u oblicuamente con respecto al campo externo aplicado. Los átomos o las moléculas de los materiales paramagnéticos están caracterizados por un momento magnético en ausencia de un campo externo y por una interacción magnética débil pasando entre sus átomos. Normalmente sus átomos están distribuidos al azar, pero aplicando un campo externo tienden alinearse paralelamente a la dirección del campo. Esta alineación es una tendencia, que se opone a su agitación térmica. El paramagnetismo se basa en los espines (momentos magnéticos) no compensados de los electrones, que ocupan capas atómicas incompletas como los subpisos 3-d de los elementos escandio y manganeso por ejemplo. Minerales paramagnéticos son olivino, piroxeno, anfibol, granate y biotita. En un separador magnético dependiendo de sus susceptibilidades magnéticas respectivas estos minerales son imantizados a distintas intensidades del campo magnético engendrado por el separador magnético . 3) Los materiales ferromagnéticos tienen susceptibilidades positivas y relativamente altas. Sin aplicar un campo magnético externo la interacción de los momentos magnéticos de sus átomos resulta en un comportamiento colectivo de grupos de átomos, llamados dominios. En los elementos hierro, cobalto y níquel esta interacción es característica para los espines no compensados de los subpisos 3-d de sus átomos. Estos elementos pueden lograr un estado de imantación espontáneo consistente en la configuración ordenada de los momentos magnéticos de todos los átomos. Aplicando un campo magnético los dominios se alinean en configuraciones paralelas y con sus ejes longitudinales paralelas a la dirección del campo externo de tal modo generando una susceptibilidad magnética alta. A los cuerpos ferromagnéticos corresponden ciclos de histéresis típicos.

● En los materiales antiferromagnéticos los momentos magnéticos de los átomos vecinos son de la misma magnitud, pero antiparalelos. Cada una de estas subredes recuerda un estado de un cuerpo ferromagnético. Las dos subredes ordenadas orientadas en sentido opuesto entre sí se anulan mutuamente resultando en un momento magnético total igual a cero. La susceptibilidad magnética de un material antiferromagnético es relativamente baja a temperaturas debajo del punto de Curie, sube con la temperatura acercándose a la temperatura de Curie característica para el material en cuestión, alcanza su máximo a la temperatura de Curie y encima de la temperatura de Curie su susceptibilidad decrece. A los materiales antiferromagnéticos pertenecen entre otros la hematita (Fe2O3, TCurie = 675ºC), los óxidos de manganeso, de hierro, de cobalto y de níquel. ● Los materiales ferrimagnéticos tienen dos subredes de iones metálicos con momentos magnéticos orientados antiparalelamente, pero de magnitud diferente dando lugar a un momento resultante desigual a cero, incluso en ausencia de un campo exterior. La magnetita Fe3O4 es un material ferrimagnético y el mineral más importante en contribuir al magnetismo de las rocas. Otros minerales ferrimagnéticos son la ilmenita FeTiO3, Titanomagnetita Fe(Fe,Ti)2O4, la pirotina Fe1-xS y los óxidos de la formula general XOFe2O3, donde X puede ser ocupado por Mn, Co, Ni, Mg, Zn y Cd. El magnetismo de las rocas se debe a magnetita y a otros minerales del sistema ternario FeO - Fe2O3 - TiO2. La composición de cada cristal mixto junto con su temperatura de Curie se presenta en el triángulo siguiente.

La inducción magnéticaH' y laH' y la densidad del flujo magnético B Un material mantado por un campo externo H genera por si mismo un campo H' relacionado con la intensidad de magnetización o la imantación respectivamente por la formula siguiente: H' = 4pi x I. El flujo magnético total del material con eje perpendicular al campo generado y medido en una cavidad pequeña del material se denomina inducción magnética o densidad del flujo magnético B, que es la suma de los campos magnéticos interno y externo. En los materiales moderadamente magnéticos la densidad del flujo magnético es proporcional a la intensidad magnética del campo externo H como se demuestra en lo siguiente: B = H + H' = H + 4pi x I = H + 4pi x kappa x H = (1 + 4pi x kappa) x H = µ x H. La constante de proporcionalidad µ ya se conoce como la permeabilidad (véase paráfo unidades de la intensidad magnética): µ= B/H = 1 + 4pi x kappa. Para demostrar el comportamiento de un material ferromagnético, que experimenta magnetizaciones y desmagnetizaciones cíclicas se sitúa una muestra totalmente desmagnetizada de un material ferromagnético entre los polos de un imán electromagnético originando un campo externo. El campo magnético externo producido por el imán electromagnético se controla subiendo, disminuyendo o invirtiendo la corriente. La inducción expresada como densidad del flujo magnético se mide con un galvanómetro balístico conectado a una espiral arrollada alrededor de la muestra. Los resultados se presentan en un gráfico de la densidad del flujo magnético B en función del campo externo H. El experimento se inicia con un campo externo H igual a cero. Incrementando la magnitud del campo externo H, sube linealmente la inducción o la densidad del flujo magnético B respectivamente de acuerdo con la relación B =

µ x H. Cuando la imantación de la muestra hará alcanzada un cierto valor, la densidad del flujo magnético no sube más, aun la magnitud del campo externo H se incrementa todavía. A este fenómeno se llama la saturación. La curva del diagrama B en función de H se acerca a una línea horizontal. Cuando paulatinamente se disminuye la magnitud del campo externo hasta cero, la densidad del flujo magnético en lugar de volverse cero igualmente retiene un valor R denominado la magnetización remanente. Invirtiendo la corriente y en consecuencia la magnitud del campo externo H, la densidad del flujo magnético B disminuye hasta llegar a cero y luego se acerca a la saturación correspondiente a un campo externo invertido. Una reducción del campo externo hacia cero hará cambiar la densidad del flujo a un valor R-. Una segunda aplicación de la magnetización positiva volverá a invertir de nuevo la dirección de la densidad del flujo magnético y se originará una segunda fase en la saturación positiva. Este experimento demuestra como un cuerpo magnetizable puede quedar magnetizado aún el campo externo magnético causante ya ha desaparecido.

Imantación de una sustancia La a o de un mineral respectivamente se constituye de las dos porciones siguientes: de la imantación inducida (Iind) y de la imantación remanente (Irem): I = Iind + Irem = kappa x H + Irem, donde kappa = susceptibilidad magnética de la roca o del mineral y H = intensidad magnética del campo externo. La imantación remanente depende de la historia de la roca. Generalmente el campo geomagnético, su magnitud y su dirección determinan la imantación de las rocas magnéticas. La magnitud y la dirección de la proporción inducida de la imantación están determinadas por la magnitud y la dirección actualmente establecidas del campo geomagnético. Como el campo geomagnético varía con el tiempo la magnitud y la dirección del campo geomagnético de un lugar varían también. Las rocas pueden conservar una imantación remanente relacionada con el campo geomagnético existente cuando estas rocas se han formadas. En el caso de las rocas magmáticas la dirección de la imantación coincide con la dirección del campo geomagnético existente en el intervalo de tiempo, en que las rocas empezaron a solidificarse y que se extiende hasta el momento en que las rocas se han enfriadas debajo de la temperatura de Curie. A este tipo de imantación remanente se llama imantación termoremanente. En el caso de rocas fundidas rápidamente enfriándose como las corrientes de lava por ejemplo sus minerales magnéticos se alinean paralelamente a la dirección del campo geomagnético existente en el tiempo de la solidificación y del enfriamiento de las rocas. En el caso de las rocas sedimentarias clásticas los granos magnéticos se alinean durante la deposición en agua quieta según la dirección del campo geomagnético existente. Este tipo de imantación se denomina imantación remanente de deposición. El estudio de la historia del campo geomagnético, denominado paleomagnetismo se basa en la imantación remanente. Además, el estudio de la imantación remanente contribuye a la geología histórica y dio una evidencia más para la tectónica de placas.

Magnetómetros y métodos para determinar los componentes del campo geomagnético como la intensidad total F, la intensidad horizontal H y la intensidad vertical Z (o V) o sus variaciones Los -

métodos y Método

instrumentos, que de Gauss

Se determina el valor absoluto

de

se basan en principios para determinar

mecánicos son los la intensidad

la intensidad horizontal H a través

de

siguientes: horizontal

dos experimentos:

El experimento de oscilación define el producto M x H, en donde M = momento magnético de un imán y ● H = intensidad horizontal. ● El experimento de desviación define el cociente M/H.

Brújula

de

inclinación

Este instrumento mide la variación de la intensidad vertical Z (o V respectivamente). Se constituye de una aguja imantada que puede moverse libremente en un plano vertical y que lleva fijada a un lado del eje un peso ajustable. Un par de torsión gravitatorio (peso ajustable) es equilibrado por un par de torsión magnético (imán). Cualquier variación del componente vertical del campo terrestre cambia el momento de la fuerza magnética y por tanto el ángulo de inclinación de la aguja. Se debe orientar el imán en un plano vertical y los polos del imán paralelos a la dirección del componente total del campo.

Superbrujula

de

Hotchkiss

Esta brújula mide la variación de la intensidad total F de un campo magnético. Su construcción es semejante a la de la brújula de inclinación, además tiene una barra auxiliar no magnética, que lleva un contrapeso regulable. Para medir la variación de F se orienta los polos del imán paralelamente a la dirección del campo total, la medición se realiza orientando la superbrújula en una dirección perpendicular al meridiano (longitud) magnético.

Variómetro

del

tipo

Schmidt

Este instrumento mide la variación de la intensidad vertical Z (o V respectivamente) y un variómetro modificado mide la variación de la intensiad horizontal H de un campo magnético. El variómetro consiste en un imán pivotado cerca, pero no directamente en el centro de su masa, de tal modo que el campo geomagnético origine un par de torsión magnético en torno del pivote opuesto al par de torsión de la atracción gravitatoria sobre el centro. El ángulo para el cual se alcanza el equilibrio depende de la intensidad del campo. El imán pivotado tiene que ser orientado horizontalmente y en la dirección este-oeste geomagnético para medir la variación de Z. La construcción del variómetro para la medición de la variación de la intensidad horizontal H es parecida salvo que el sistema magnético (imán pivotado) tiene por posición inicial la vertical y la dirección norte-sur geomagnético.

Variómetro

de

compensación

Este instrumento mide la variación de la intensidad vertical Z y un variómetro modificado mide la variación de la intensidad horizontal H. La construcción del variómetro de compensación es semejante a aquella del variómetro del tipo Schmidt, pero en vez de medir la inclinación del sistema con respecto a la horizontal (variómetro vertical) se mide la fuerza necesaria para devolverlo a la horizontal. El imán pende de finos hilos y la fuerza restauradora se obtiene mediante el desplazamiento de imanes compensadores. En el caso del magnetómetro de torsión por ejemplo de 'Askania' según Haalck la aguja magnética tiene que ser orientada horizontalmente.

Un instrumento, que se basa en principios eléctricos (saturación), se presenta en lo siguiente. 'Flux-gate magnetometer' Este magnetómetro mide la variación de la intensidad vertical V de un campo magnético y se lo orienta horizontalmente. Su principio se basa en el fenómeno de que campos magnéticos tan pequeños como el terrestre inducen en materiales de gran permeabilidad µ densidades de flujo, que representan una fracción apreciable de la densidad de saturación. La forma de onda de corriente resulta distorsionada si se superpone un campo magnético estacionario y esta distorsión se utiliza para medir dicho campo. Se produce el campo magnético estacionario cíclico por medio de una bobina, que rodea un imán y que está alimentada por una corriente alterna suficientemente intensa. Superponiendo el campo magnético cíclico inducido al campo terrestre el campo magnético resultante saturará el imán o es decir el núcleo. El lugar en el ciclo energizante en que se llegue a la saturación da una medida del campo magnético ambiental. En detalle este tipo de magnetómetro se constituye de dos imanes o núcleos respectivamente, cuyos ejes están alineados paralelamente a la dirección del campo terrestre . En un campo externo variándose cíclicamente el comportamiento de los imanes resulta en típicas curvas de histéresis (en un diagrama B en función de H). Cada uno de estos núcleos se ubica en el centro de una bobina con un arrollamiento en sentido opuesto en comparación a aquel de la otra bobina. Las dos bobinas primarias están conectadas en serie y generan en los dos núcleos densidades de flujo magnético de la misma intensidad, pero de signos opuestos, es decir que los momentos magnéticos de los dos núcleos se orientan en direcciones opuestas por el arrollamiento en sentido opuesto de las dos bobinas. Cada bobina posee un arrollamiento secundario, cuyas dos secciones están conectadas con un voltímetro para indicar la diferencia entre las dos salidas. ● En un instante discreto el campo terrestre refuerza el campo engendrado por una de las bobinas y se opone al campo producido por la otra bobina. Primero se considera la magnetización de un solo núcleo en ausencia de un campo ambiental natural, como sucede cuando el eje del núcleo está normal a la dirección del campo terrestre. ● El campo de la excitación H, correspondiente al campo magnético inducido tiene una forma sinusoidal (curva a de fig. 13-17 en construcción). ● Este campo sobresatura el núcleo en el alto y en el fondo de cada ciclo, como se expresa por los altos y bajos truncados de la curva b. ● El voltaje secundario es proporcional a la variación de la densidad del flujo magnético y en consecuencia se acerca a cero durante la parte del ciclo, en que el núcleo está saturado, como se ve en la curva c. ● Introduciendo un campo natural que ayude a (superpone) la magnetización de la corriente de excitación, se llega antes al punto de saturación en el ciclo (indicado por el descenso en el voltaje secundario), que sí están en oposición el campo natural y el de la excitación. Esto está representado por las curvas d y e. ● Si las salidas de voltaje de ambas bobinas están conectadas en oposición, la salida resultante (curva f) consiste en pares de crestas, cuya altura es dentro de límites razonables proporcional al campo magnético. Algunos magnetómetros del tipo 'flux-gate' alcanzan una precisión entre 0,5 a 1,0gamma. El 'fluxgate magnetometer' fue el primero magnetómetro, que se utilizaron para mediciones magnéticas desde el aire (fixed wing aircraft), en la guerra en particular para hallar submarinos. Hoy día en primer lugar se los emplean para las mediciones magnéticas en pozos/sondeos.

Otros instrumentos de saturación son el magnetómetro aéro 'Gulf' y el detector magnético aéreo AN/ASQ-3A descritos en DOBRIN (1975). La intensidad magnética total es la magnitud del vector del campo geomagnético independiente de su dirección o es decir el campo total es una cantidad escalar. En el caso de una perturbación del vector regional del campo geomagnético F el vector perturbador P se suma al campo no estorbado por adición vectorial. Los magnetómetros, que miden el campo magnético total, miden solo la magnitud del vector resultante o es decir la porción del vector perturbador, que está dirigida en la misma dirección como el campo magnético regional. En consecuencia para campos magnéticos perturbadores pequeños con respecto al campo geomagnético la variación del campo magnético medida comFP es de valor muy similar al valor de la componente del vector perturbador dirigido en la misma dirección como el campo magnético regional. Para campos anómalos pequeños con respecto al campo geomagnético vale F + P = +/(F + comFP).

Magnetómetros nucleares Magnetómetro protónico de precesión Este magnetómetro mide la intensidad total absoluta del campo magnético a tiempos discretos. El instrumento se basa en la mecánica cuántica, específicamente en el fenómeno de la resonancia magnética nuclear. Aproximadamente los dos tercios de todos los núcleos atómicos (protones) tienen un momento magnético. Estos núcleos pueden ser considerados como diminutos imanes en forma de esferas, que giran alrededor de sus ejes magnéticos. Se aplica repentinamente un campo magnético intenso en una dirección en ángulo recto con la del campo terrestre a una botella de agua o de una otra sustancia, que contiene una gran cantidad de protones H+ y que está polarizada solamente por el campo terrestre. Los protones se orientan hasta que apunten en la dirección correspondiente a la resultante de los dos campos. Si el campo exterior es 100 o más veces mayor que el campo terrestre en la estación de observación, el campo resultante en el interior del agua apuntará aproximadamente en la misma dirección que el campo aplicado. Al desaparecer el campo magnético exterior, el momento magnético recobrará su valor y dirección primitivos en el campo terrestre H por 'precesión' en torno de ese campo a una velocidad angular w = gp x F, en donde gp es la razón giromagnética del protón y una constante de proporcionalidad (23,4873826 g/Hz) y F es el campo terrestre. La frecuencia de la 'precesión' es directamente proporcional al valor del componente total del campo magnético. Se obtiene la intensidad total del campo terrestre midiendo la frecuencia de este voltaje inducido con la precesión necesaria y modificándola. Debido al proceso de la inducción electromagnética la amplitud de la señal es proporcional a F. Por esto la sensibilidad del magnetómetro es alta en un campo magnético intenso, mientras que en

un campo magnético débil la sensibilidad se disminuye. En un campo terrestre de 50000gamma la frecuencia de precesión medida con contadores digitales tiene valores alrededor de 2000Hz y el magnetómetro logra una precisión de 0,1gammas. Una medición se puede realizar en un cuarto de un segundo, pero con una sensibilidad reducida. Las limitaciones de los magnetómetros nucleares son gradientes muy grandes (mayor a 300 a 1000gammas cada metro) debido al tamaño relativamente grande de la botella con el liquido de protones y interferencias debidas a corrientes eléctricas alteradas. En el primero caso de un campo magnético de gradiente muy alto la intensidad del campo variaría adentro de la unidad de medición como la botella con el liquido de protones y por consiguiente el magnetómetro no podría determinar un valor constante. Magnetómetro protónico del tipo Overhauser Un otro tipo de magnetómetro nuclear, denominado magnetómetro protónico basándose en el efecto Overhauser fue desarrollado al principio de la década sesenta. En lo que sigue se explica el efecto Overhauser en forma sencilla en términos mecánicos como lo fue hecho en el caso del magnetómetro protónico de precesión. Una explicación más detallada requiere conocimientos de la mecánica cuántica. Los magnetómetros de este tipo usan una solución rica en protones y iones paramagnéticos. Bajo la influencia de la llamativa frecuencia propia del electrón no perturbado, que está en el rango de las frecuencias muy altas (VHF) de radio, los iones paramagnéticos muestran una resonancia. Al aplicar una señal de muy alta frecuencia (VHF) a la solución de protones e iones paramagnéticos (dominada por la frecuencia propia del electrón no perturbado) el espín nuclear ubicándose en el protón está polarizado en consecuencia de la interacción entre los electrones y los núcleos atómicos. La polarización es continua y la señal cambia instantáneamente con el campo magnético ambiental. Con este método se logra un aumento de la intensidad de la señal en el rango de 100 a 1000 veces resultando en señales de precesión con magnitudes entre 1 y 10mV (las señales de precesión producidas por el magnetómetro protónico de precesión varían alrededor de 1mV). Por esto la razón 'señal a ruido' se reduce apreciadamente y en consecuencia se reduce la incertidumbre de la medición. El magnetómetro protónico del tipo Overhauser requiere un intervalo de tiempo de medición de 8 a 10 s como mínimo, midiendo un intervalo de tiempo mayor se puede aumentar la sensibilidad de medición. En

la

tabla

Magnetómetro

siguiente

se

compara

con

las

características

célula

de

los

dos

magnetómetros

de

nucleares:

absorción

Este instrumento se funda en la separación de líneas espectrales (absorción óptica) por la influencia de un campo magnético. Este fenómeno fue descubierto en 1896 por el holandés P. ZEEMAN (efecto Zeeman) y empleado en los magnetómetros desde el principio de la década setenta de este siglo. Un magnetómetro de este tipo se compone de una célula con una sustancia gaseiforme como He o vapor de álcalis como Rb, Cs o K y excitada por un rajo de luz emitida por una fuente de la misma sustancia gaseiforme. La luz incidente se ajusta por medio de un polarizador

circular antes de entrar en la célula de absorción del vapor. Los álcalis metálicos gaseiformes de poca cantidad en la célula son excitados por la luz polarizada. En los átomos resulta una elevación de su estado energético fundamental a varios niveles ópticos. En presencia de un campo magnético externo como el campo geomagnético los niveles fundamentales y elevados se separan en niveles magnéticos estrechamente espaciados. A este se llaman efecto de ZEEMAN según su descubridor. La absorción óptica se basa en el fenómeno que las probabilidades de transición de electrones desde un subnivel magnético fundamental no son iguales para cada nivel de la luz circularmente polarizada y bombeada, mientras que la transición o descomposición respectivamente desde los niveles excitados hacia el nivel fundamental es a menudo completamente el resultado de una emisión espontánea, o es decir la transición es igual para todos los subniveles. Los electrones siempre llegan a los subniveles fundamentales en cantidades iguales, pero debido a la absorción óptica los electrones se van en cantidades distintas a otros niveles energéticos. En consecuencia se obtiene diferentes grados de ocupación para los distintos subniveles fundamentales. En esta fase de absorción óptica el gas en la célula es más transparente para la luz incidente en comparación al gas no afectado por bombeo óptico. La modulación de la transparencia se toma como medida para el campo magnético ambiental. El magnetómetro de absorción óptica mide la intensidad total del campo magnético continuamente, con sensibilidad alta y una exactitud hasta 0.01gamma. El magnetómetro más común de este tipo emplea Cesio como sustancia gaseiforme.